Скачать

Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса

(Северный Кавказ)

В.М. Газеев, А.А. Носова, Л.В. Сазонова*, А.Г. Гурбанов, А.Я. Докучаев

Введение

Для Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса характерно широкое развитие кайнозойского вулканизма. На Большом Кавказе проявления наиболее позднего плейстоценового-голоценового вулканизма сосредоточены в Эльбрусском, Казбекском и Кельском вулканических центрах. В двух последних доминируют лавы андезитов, трахиандезитов и базальтов. Эльбрусский вулканический центр характеризуется преобладанием продуктов извержений дацитового и риодацитового составов. Для дацитов Эльбруса характерно разнообразие минералов-вкрапленников: наряду с фенокристаллами нескольких генераций, здесь присутствуют вкрапленники, кристаллизовавшиеся из родительских расплавов до их смешения (диакристы), и ксенокристы, захваченные расплавом из вмещающих пород. Минералы-вкрапленники несут очевидные признаки неравновесности с содержавшим их расплавом (следы резорбции, ситовидные текстуры, обратная зональность и др.). Сложный полигенный набор вкрапленников вообще характерен для орогенных вулканитов всей Кавказско-Анатолийской области (23, 9; 6; 41 и др.), и в этом смысле Эльбрусские дациты могут рассматриваться как весьма представительный для региона объект.

По соотношению многих петрогенных и малых элементов, вулканиты Кавказа занимают промежуточное положение между субдукционными и континентально-рифтовыми образованиями, а формировавшие их кислые расплавы, как полагают (14), происходят из низов верхней коры, где они формировались в процессе ее гранитизации при Т=650-750^оС и Р=6-8 кбар. Коровое происхождение эльбрусских магм обосновывается и в работе В.Г. Молявко с соавторами (18). В тоже время, существует хорошо аргументированная геохимическими и изотопно-геохимическими данными точка зрения о заметном участии мантийного вещества в генезисе плейстоценовых-голоценовых (и более ранних) расплавов Северного Кавказа, в том числе района Эльбруса (10; 47; 30; 12). Можно отметить предположение (25) о том, что формирование вулканитов Эльбруса и Казбека связано с подкоровыми процессами, возможно, отрывом слэба океанической коры, субдуцировавшей под Скифскую плиту.

Детальное изучение минерального и химического составов новейших вулканитов Кавказа (23; 5) позволило обосновать гипотезу смешения магм при образовании конечных продуктов - дацитов. Изучение вариаций изотопного состава Sr и Nd в минералах-вкрапленниках и стеклах основной массы (7; 30) и составов расплавных включений в минералах (28) позволило найти дополнительные аргументы в пользу гибридного происхождения эльбрусских вулканитов. Анализ особенностей минералов-вкрапленников в синхронных эльбрусским вулканитах Казбека показал важное значение процесса полибарической кристаллизации в их формировании (6).

В настоящей работе приведены результаты детальных исследований составов минералов из вулканитов неоплейстоценовых и голоценовых разрезов Эльбрусcкой вулканической постройки. На основании полученных данных мы попытались определить причины, приведшие к возникновению в этих, очень близких по химическому составу, вулканитах целого ряда различных по условиям образования ассоциаций минералов.

Геологическое строение вулкана Эльбрус и проблемы его возраста

Вулкан Эльбрус (рис. 1) расположен в пределах Центрального сектора складчатого сооружения Большого Кавказа и приурочен к западному ограничению субмеридиональной коллизионной структуры (45; 15). Вулканическая активность, проявившаяся в районе Эльбрусского вулканического центра впервые 2 млн. лет назад, периодически возобновлялась через длительные промежутки времени, создав в неоплейстоцене и голоцене изометричный в плане полигенный стратовулкан (с диаметром основания 15 км, абсолютными высотами цоколя 3200-3800 м, западной и восточной вершин - 5642 и 5621 м).

За длительную историю изучения вулкана Эльбрус, начиная со времени его посещения Г. Абихом в 1852 году (1), одной из наиболее сложных и дискуссионных являлась проблема определения возраста вулканитов. На ранних этапах исследований время образования вулкана и возраст этапов его эволюции оценивались по геологическим данным, затем геоморфологическим методом (16; 17). Наиболее полная схема эволюции Эльбруса разработана Н.В. Короновским (13), выделившим в строении вулкана шесть разновозрастных толщ, объединенных в два крупных комплекса: нижний - позднеплиоцен-раннеплейстоценовый и верхний - средне-позднеплейстоцен - голоценовый.

Позже Е.К.Станкевич (26) провел изучение состава пород и их фаций, структурно-тектонического положения, геохронологические исследования K-Ar, иониевым (Io/²³⁴U) и Pa/²³⁵U методами, анализ палеомагнитных данных. На основании этих исследований он пришел к выводу, что Эльбрус начал формироваться в самых верхах плиоцена (поздний апшерон), а его активность продолжалась в течение плейстоцена и завершилась в голоцене, соответствуя, в целом, эпохе прямой магнитной полярности Брюнеса (0-0,7 млн. лет).

Результаты проведенного в последние годы (29) K-Ar датирования ряда лавовых потоков и игнимбритов в верховьях рек Баксан, Малка и Бийтиктебе показали, что общая продолжительность периода вулканической активности Эльбруса составляла не более 250 тыс. лет. Первый этап активности приходится на временной интервал 225-160 тыс. лет, а второй - на конец позднего неоплейстоцена (менее 80 тыс. лет тому назад) и, возможно, он продолжался и в голоцене. Что касается игнимбритов и ассоциирующих с ними туфов риолитового состава, относимых большинством исследователей к ранним стадиям эволюции вулкана, то был сделан вывод о том, что эксплозивные извержения, приведшие к формированию этих игнимбритов и туфов в пределах Эльбрусского вулканического центра, происходили 800-900 тыс. лет тому назад и не были непосредственно связаны с активностью собственно вулкана Эльбрус.

На основании изучения взаимоотношений лавовых потоков с датированными покровными моренами в разрезах по долинам рек, с их последующей корреляцией по геологическим и петролого-геохимическим данным (2; 3, 4) в эволюции Эльбруса выделены докальдерный, кальдерный и посткальдерный циклы (два последних подразделяются на ранний и поздний этапы). Нами изучались вулканиты кальдерного и посткальдерного циклов.

Докальдерный цикл вулканической активности в пределах Эльбрусского вулканического центра представлен позднеплиоценовыми спекшимися туфами риодацитового состава г.Тузлук, а также останцами лавовых потоков андезибазальтового состава в верховьях р. Тызыл и трахиандезитов в устье р. Худес. А.М. Борсуком (6) по валовой пробе трахиандезита из останца лавового потока в устье р. Худес K-Ar методом получена оценка возраста 800 150 тыс. лет.

В разрезе вулканической постройки Эльбруса нами выделяются два породных комплекса, соответствующих кальдерному и посткальдерному циклам развития вулкана. Каждый из комплексов, в свою очередь, состоит из двух разновозрастных толщ, сложенных серией потоков, соответствующих ранним и поздним этапам активизации вулкана (рис. 2).

Образования кальдерного комплекса развиты преимущественно на юге и западе вулканической постройки и включают первую и вторую толщи. Первая толща (Q₁) представлена чередованием лав, агломератовых и, реже, пемзокластических туфов преимущественно риодацитового состава. К ней же отнесены разрозненные выходы игнимбритов и перекрывающих их туфов. Вторую толщу слагают дацитовые лавы, агломераты, туфы и экструзивные тела. На границе толщ присутствуют фрагменты горизонта перемыва. Реликты игнимбритов первой толщи присутствуют как внутри Эльбрусской кальдеры (рр. Кюкюртли, Бийтиктебе, Малка, Ирик), так и вне ее (г. Тузлук, р. Чемарткол и устьевая часть р. Бийтиктебе). По основной массе игнимбритов р. Чемарткол K-Ar методом получена оценка возраста 790 70 тыс. лет (4).

Образования посткальдерного комплекса развиты преимущественно на севере и востоке вулканической постройки и включают третью и четвертую толщи. Третья толща (Q₂) сложена лавами дацитового состава, перекрывающими кальдерообразующие разломы, и, в свою очередь, перекрытыми "вюрмскими" гляциальными отложениями. Четвертая толща (Q₃-Q₄, Q₄) представлена лавами дацитового и андезидацитового составов с подчиненным количеством туфов. На основании радиоуглеродного датирования древесных углей и дернины из погребенных почв под отложениями лахаров, лавовых потоков и аэрально перенесенных пеплов посткальдерного цикла нами (3; 4) было установлено, что вулканическая активность проявлялась 33180 700 лет назад (образовался мелкий моногенный вулкан Таштебе) и 21000 120 лет назад (пеплы в районе станицы Темижбекской), а в голоцене (поздний этап посткальдерного цикла) она возобновлялась несколько раз - 8150 40, 6520 50, 6200 120, 5120 21

Методы исследований

Химический анализ пород выполнялся в ИГЕМ РАН Ю.В. Долининой и О.Г. Унановой по методикам, принятым в ЦХЛ ИГЕМ РАН. Определение петрогенных оксидов рентгенофлюоресцентным методом проводилось в ЦХЛ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на рентгеновском анализаторе VRA-20R. Для большинства петрогенных оксидов пределы обнаружения находятся на уровне 0,02-0,005%, и только для оксидов Mg и Na они значительно ниже (0,1 и 0,2% соответственно).

Рентгенофлюоресцентный анализ элементов-примесей производился на спектрометре "Респект-100" А.И. Яковлевым в ИГЕМ РАН. Инструментальный нейтронно-активационный анализ производился в ИГЕМ РАН А.Л. Керзиным.

Детальное изучение составов минералов и стекол основной массы проводилось в Лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии Геологического факультета МГУ на сканирующем электронном микроскопе Camscan-4DV с энергодисперсионным анализатором Link-10000 при ускоряющем напряжении 15 kV и токе зонда на образце (1-3)х10^-9A. Пределы обнаружения оксидов составляли (мас.%): K₂O>0,12; SiO₂>0,15; TiO₂ и Al₂O₃>0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr₂O₃>0,2; Na₂O>0,5. Аналитическая неопределенность при содержании элемента в количестве от 1 до 5% составляла 10%, от 5 до 10% - 5%, свыше 10% - 2%. При содержаниях элемента меньше 1% определение качественное. Анализы производились в точке, где область генерации рентгеновского излучения составляла около 3 мкм, а при определении составов стекол - по площади посредством сканирования образца. Площадь сканирования достигала нескольких сотен квадратных микрометров.

Результаты исследований

Краткая петрографическая и геохимическая характеристики пород

Все изученные эффузивы имеют порфировую структуру. Вкрапленники (10-20% от объема породы) представлены плагиоклазом, биотитом, роговой обманкой, ортопироксеном, иногда клинопироксеном. По составам, размерам, характеру зональности, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены шесть разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклаза, три типа вкрапленников ортопироксена и два типа вкрапленников роговой обманки. Все отмеченные минералы-вкрапленники могут присутствовать в одном образце породы. Выделено пять ассоциаций вкрапленников, состав которых подробно обсуждается ниже. Основная масса пород изученного разреза гиалиновая, гиалопилитовая, микролитовая. Микролиты представлены плагиоклазом и ортопироксеном, иногда клинопироксеном, в интерстициях между которыми присутствуют мельчайшие выделения кварца, калиевого полевого шпата, титаномагнетита и ильменита.

Химический состав изученных пород (табл. 1, 2) отвечает риодацитам, дацитам и трахидацитам. Основные петрохимические особенности составов и геохимические параметры пород (рис. 3) близки к гранитоидам орогенного I-типа (33; 36; 25). Повышенное содержание Na и К (в сумме их оксиды составляют 6,83-8,15%) и достаточно высокие отношения K₂O/Na₂O приближают породы к калиевым субщелочным разностям. О субщелочной тенденции в составе пород свидетельствуют повышенные концентрации титана (до 1,0% TiO₂) и фосфора (до 0,30% P₂O₅) (табл. 1), по сравнению со средними составами гранитов I-типа (25), при этом повышенные концентрации высокозарядных элементов (Zr), а также РЗЭ, Ba, и несколько пониженные содержания Rb, являются признаками гранитоидов латитового типа (27).

Как отмечено выше, вулканиты кальдерного и посткальдерного комплексов сложены четырьмя последовательными вулканическими толщами. Первая, наиболее ранняя толща, представлена риодацитами, три последующих - дацитами (табл. 1). Вулканиты второй толщи отличаются повышенными содержаниями P, Ti, Cr, Sc, Co и РЗЭ, пониженными концентрациями К и, отчасти, Rb (табл. 1, 2).

Таблица 1

Химический состав вулканитов Эльбруса (мас.%)

Примечания. Прочерк - оксид не определялся.

Места отбора образцов: 25, 26 - Уллукам, риодациты; 20 - Бийтиктебе, риодациты; 27 - Уллукам, дациты; 43, 32, 45, 48 - Бийтиктебе, дациты; 22, 23 - Уллукам, дациты; 6, 7 - Гарабаши, дациты; 396 - Малкинский поток, дациты; 338 - Западная вершина, дациты; 10 - Скалы Пастухова, дациты; 9 - основание Восточной вершины, дациты; 340 - Восточная вершина, дациты.

Таблица 2

Малые элементы в вулканитах Эльбруса (г/т)

Примечание. Места отбора образцов - см. табл. 1.

Минералы-вкрапленники

По составам, характеру зональности, габитусу, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены пять разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклазов (табл. 3). Плагиоклазы, часто резорбированные и имеющие состав всего кристалла либо ядра кристалла An₂₄-An₄₈, отнесены к первому (I) типу. Кристаллы плагиоклаза, часто катаклазированные, состава An₄₅-An₆₄ (в целом либо только в ядре), отнесены к типу II. В связи со сложным строением кристаллических индивидов I и II типов, в каждом из них выделены два подтипа: к подтипу "а" отнесены кристаллы, полностью сложенные плагиоклазом данного типа, а к подтипу "б" те кристаллы, в которых плагиоклаз данного типа слагает только ядро. Плагиоклазы с обратной зональностью состава An₄₁-An₆₄ отнесены к типам III (ситовидные кристаллы) и IV (сплошные, непористые кристаллы), а плагиоклазы с прямой зональностью состава An₄₉-An₆₂ - к V типу.

Зерна плагиоклаза I типа (Pl1) имеют неправильную, часто округленную, иногда таблитчатую или призматическую форму (рис. 4а). Размеры варьируют от первых мм до первых см в поперечнике. Эти плагиоклазы либо в объеме всего кристалла (подтип Iа), либо только в ядре (подтип Iб) имеют средние и кислые составы (от An₂₄ до An₄₈) (табл. 3). Кристаллы подтипа Iа и ядра зерен подтипа Iб характеризуются либо прямой зональностью (то есть более основным ядром по сравнению с краевыми зонами), либо изменения составов в них при переходе от зоны к зоне незначительны (в пределах 1-2% An) и имеют рекуррентный характер (рис. 5). Зерна плагиоклаза подтипа Iб - это сложные индивиды, которые только в ядре имеют средний и кислый состав (табл. 3), а во внешних зонах (ситовидных или сплошных, ширина которых достигает первых мм) состав их становится основным (от An_51,5 до An_65,9). При этом, содержание анортитового компонента при переходе от ядра к внешним зонам увеличивается на 10-20% скачкообразно (рис. 5) и нарастает от внутренних к краевым частям этих зон. Нередко на внешние основные зоны нарастают поздние кислые каймы, возникающие на заключительных этапах кристаллизации расплава. В них содержание An падает также скачкообразно (табл. 3, рис. 5). Относительно кислые ядра во вкрапленниках Iб часто имеют резорбированный, оплавленный характер. Внешние зоны вкрапленников Iб соответствуют по составу и тренду изменения содержания анортитового компонента плагиоклазам III и IV типов.

Таблица 3

Представительные химические анализы плагиоклазов